C¸ch s¾p xÕp b¸o c¸o toµn diÖn vÒ kÕt qu

I. MỞ ĐẦU

Khoa Địa chất trường Đại học Khoa học Tự nhiên, ĐHQG Hà Nội, gần đây đã được đầu tư hệ thống định tuổi đồng vị áp dụng phương pháp vết phân hạch nhằm triển khai các nghiên cứu về tai biến, đặc biệt là nghiên cứu cổ động đất và nghiên cứu quá trình hình thành và lịch sử nhiệt của bồn trầm tích trong mối liên quan đến quá trình hình thành dầu khí. Ngoài ra còn có thể nghiên cứu quá trình trồi lộ và bóc mòn của các dãy núi, nghiên cứu ngưỡng an toàn bức xạ trong các phòng thí nghiệm có liên quan đến hoạt động phóng xạ.

Để kiểm nghiệm một trong những ứng dụng của thiết bị này, hai mẫu đá biến chất của dãy Núi Con Voi đã được lựa chọn để áp dụng phân tích trên thiết bị xác định tuổi của Khoa Địa chất. Bài báo trình bày các kết quả phân tích và thảo luận về khả năng ứng dụng của chúng cũng như ý nghĩa địa chất của kết quả xác định được.

II. PHƯƠNG PHÁP XÁC ĐỊNH TUỔI VẾT PHÂN HẠCH

Mọi phương pháp xác định tuổi đồng vị đều dựa trên quá trình phóng xạ tự nhiên của các nguyên tố. Quá trình này không phụ thuộc vào bất cứ một điều kiện lý hoá nào của môi trường mà sản phẩm của nó phụ thuộc vào thời gian (t). Theo định luật phóng xạ, tùy theo từng nguyên tố, ứng với mỗi khoảng thời gian t nhất định, lượng hạt nhân nguyên tử của nguyên tố đó bị giảm đi một nửa. Khoảng thời gian này gọi là thời gian bán rã (T_1/2). Nếu gọi F là lượng hạt nhân nguyên tử của nguyên tố, khi đó hoạt độ của quá trình phóng xạ tỷ lệ với số nguyên tử phân rã trên một đơn vị thời gian [2, 5]. Chúng ta có thể diễn giải hiện tượng này dưới dạng phương trình sau:

(1)

trong đó λF là hoạt độ phóng xạ tại thời điểm t nào đó, dấu “-” biểu hiện cho sự giảm của số nguyên tử mẹ theo thời gian t, λ là hằng số phóng xạ của nguyên tố.

Trên cơ sở biến đổi toán học ta có:

F = F_o.e^-^λ^t (2)

Phương trình (2) chỉ ra số nguyên tố mẹ còn lại (F) sau thời gian t kể từ khi bắt đầu phóng xạ với số nguyên tử mẹ ban đầu (F_o) tại thời điểm t_o. Đây là phương trình cơ bản miêu tả tất cả các quá trình phóng xạ trong tự nhiên. Giả sử quá trình phóng xạ của nguyên tố mẹ cho ra nguyên tố con bền vững và số nguyên tố con tại thời điểm ban đầu (t = 0) là bằng không trong hệ đồng vị mà ta xem xét, khi đó số nguyên tố con sinh ra do quá trình phóng xạ (D*) từ nguyên tố mẹ sau một thời gian t sẽ là:

D* = F_o - F (3)

Từ phương trình (2) và (3) ta có:

D* = F_o - F_o e^-^λ^t , hay ta có: D* = F_o(1 - e^-^λ^t) (4)

Phương trình (4) biểu diễn số đồng vị con bền vững sinh ra sau thời gian t từ quá trình phóng xạ của một nguyên tố mẹ không bền có số nguyên tử ban đầu tại t = 0 là F_o. Trong quá trình tính toán thực tế, người ta thường chỉ biết được số nguyên tử của đồng vị mẹ còn lại (F) và số nguyên tử của đồng vị con sinh ra (D*) chứ không biết được số đồng vị mẹ ban đầu (F_o). Chính vì vậy, từ phương trình (4) chưa thể tính được tuổi, do đó xuất phát từ phương trình (3) D* = F_o - F và thay F_o = F.e^λ^t(biến đổi từ phương trình 3) ta có:

D* = F.e^λ^t- F = F.(e^λ^t - 1) (5)

Giả sử trường hợp tổng quát nhất là trong hệ đã có một lượng đồng vị con (D_o) nào đó ngay từ thời điểm ban đầu, khi đó tổng số đồng vị con trong hệ sẽ là:

D = D* + D_o

Từ phương trình (5) ta có: D = D_o+ F.(e^λt - 1)

(6)

Giải phương trình này theo t, chúng ta sẽ được phương trình tuổi như sau:

(7)

ở đây giá trị D, D_o và F là các thông số hoàn toàn có thể xác định được (bằng khối phổ kế) và giá trị t tìm được sẽ tương đương với một tuổi địa chất.

Phương trình 1.7 là phương trình tuổi cơ bản thể hiện mối quan hệ giữa thời gian t (tuổi địa chất) với hằng số phóng xạ λ của nguyên tố và tỷ số đồng vị mẹ và con của nguyên tố phóng xạ. Như vậy, phương trình này, ứng với những cặp đồng vị khác nhau (U-Pb, Sm-Nd...), sẽ cho chúng ta những phương pháp xác định tuổi đồng vị tương ứng (phương pháp U-Pb, phương pháp Sm-Nd...). Tùy theo từng phương pháp sẽ có cách biểu diễn giá trị tuổi khác nhau.

Đối với phương pháp xác định tuổi vết phân hạch, người ta dựa vào quá trình phân hạch của các nguyên tố phóng xạ như ²³⁸U gắn liền với sự bức xạ của các hạt. Quá trình bức xạ này bắn phá cấu trúc tinh thể của các khoáng vật, đồng thời để lại dấu vết trong cấu trúc tinh thể dưới dạng các vết có thể quan sát được dưới kính hiển vi với độ phóng đại lớn và ta gọi là vết phân hạch. Do các vết phân hạch tỷ lệ với quá trình phóng xạ theo một hằng số nhất định và quá trình phóng xạ lại tỷ lệ với thời gian, như vậy số lượng vết phân hạch sẽ tỷ lệ với thời gian. Chính vì vậy người ta đã sử dụng các vết phân hạch lưu giữ trong khoáng vật như một công cụ để xác định tuổi và tuổi nhận được gọi là tuổi vết phân hạch.

Mật độ vết được định nghĩa là số vết trên một đơn vị diện tích. Nó tỷ lệ với tuổi của khoáng vật và nồng độ urani trong khoáng vật. Để tính tuổi của khoáng vật hay một nền thuỷ tinh nào đó cần phải đo được mật độ vết tự nhiên và nồng độ urani của nó. Như vậy, để xác định tuổi bằng vết phân hạch, cần phải đo hai mật độ vết: 1) Mật độ các vết sinh ra từ phân hạch tức thời của ²³⁸U, gọi là DF và tính theo số vết trên cm²; 2) Mật độ vết sinh ra từ phân hạch của ²³⁵U do kích hoạt dưới một dòng neutron nhiệt (vết nhân tạo), nhằm xác định nồng độ của U trong khoáng vật và được ký hiệu là DI ứng với số vết trên cm².

Áp dụng phương trình tuổi cơ bản (7), ta có phương trình tuổi của phương pháp vết phân hạch như sau:

(8)

trong đó: λF là hằng số phóng xạ của phân hạch tức thời của ²³⁸U; λ_D là hằng số phóng xạ tổng của ²³⁸U; C₂₃₅/C₂₃₈ là tỷ số đồng vị urani tự nhiên và được ký hiệu bằng hằng số I; R₂₃₅, R₂₃₈ là những độ dài của vết hạch có thể phát hiện được của ²³⁵U và ²³⁸U tương ứng.

R₂₃₅/R₂₃₈ có thể xem như bằng 1, vì năng lượng phân hạch của ²³⁵U và năng lượng phân hạch tức thời của ²³⁸U gần bằng nhau (xấp xỉ 200 MeV), vì vậy chiều dài của vết phân hạch của ²³⁵U và ²³⁸U bằng nhau.

Phương trình (8) có thể được viết ngắn gọn lại thành:

(9)

trong đó n₂₃₅và n₂₃₈ là hiệu suất phát hiện các vết của ²³⁵U và ²³⁸U. Để tính toán tuổi thì tỷ số n₂₃₅/n₂₃₈được coi bằng 1 với điều kiện sau:

- Khi việc xử lý nhiệt các vết trong phòng thí nghiệm và ảnh hưởng của sự kích hoạt không làm thay đổi các khoáng vật được xác định tuổi.

- Không có ảnh hưởng của sự cố nhiệt địa chất đến vết hạch của ²³⁸U.

Khi đó phương trình tuổi trở thành:

(10)

Nếu t < 10⁸ năm, thì t = . Các hằng số của phương trình (10) tương ứng là: λ_D = 1,551 × 10^-10/năm [1]; I = 7,252 × 10^-3; λ_F= 7,03 × 10^-17/năm; s = 580 × 10^-24cm².

Nếu các vết sinh ra do phân hạch tự nhiên bị tác động bởi một sự kiện nhiệt địa chất làm tái chín các vết thì tuổi đưa ra từ phương trình (10) sẽ là tuổi biểu kiến. Tuy nhiên, chúng ta vẫn có thể xác định tuổi các mẫu với một số hiệu chỉnh như đối với các phương pháp khác.

Để có được giá trị tuổi lý tưởng đối với phương pháp vết phân hạch, thì hai giá trị D_F và D_I đều phải được xác định trong cùng điều kiện như tẩy rửa, kích hoạt nhiệt, điều kiện địa chất và phương thức đếm vết. Tuy nhiên, những điều kiện lý tưởng không bao giờ xảy ra đồng thời và vì vậy trong cách đo phải lựa chọn sao cho tuổi có được là tuổi của sự kiện địa chất. Để giải quyết vẫn đề này người ta sử dụng một đetector ngoài. Nguyên lý của kỹ thuật này như sau.

Khi urani phân bố không đồng nhất trong pha khoáng vật cần xác định tuổi, thì không nên tính D_F và D_I trong hai phần mẫu đại diện. Trường hợp này chúng ta nên đo trên cùng một khu vực của mẫu cần xác định. Đây chính là kỹ thuật sử dụng đetector ngoài do Naeser và nnk. đề xuất [4]. Với kỹ thuật này, sau khi các vết hoá thạch đã lộ ra trên bề mặt đánh bóng của khoáng vật, nó được kích hoạt trong lò phản ứng. Tuy nhiên, trước khi kích hoạt người ta dùng một tấm muscovit hay một miếng nhựa lexan hay kepton có nồng độ urani thấp hơn 10 ppb để đánh bóng bề mặt (gọi là đetector ngoài) được đặt ốp sát với mặt mài bóng của khoáng vật. Mật độ các vết sinh ra do kích hoạt được tính trên đetector này. Trong trường hợp này, điều kiện hình học kích hoạt mẫu khác với kỹ thuật đetector trong là 2Л (thay vì 4Л đối với D_F). Như vậy, trong phương trình tuổi (1.10) phải nhân tỷ số D_F/D_I với 0,5.

III. ÁP DỤNG PHƯƠNG PHÁP XÁC ĐỊNH TUỔI NGUỘI LẠNH CỦA ĐÁ BIẾN CHẤT TẠI ĐỚI CẮT TRƯỢT SÔNG HỒNG

Hai mẫu đá biến chất được thu thập trong đới biến chất Sông Hồng nằm ở miền Bắc của nước ta, đới định hướng kéo dài hướng TB-ĐN, phân chia miền Bắc Việt Nam thành hai miền Đông Bắc Bộ và Tây Bắc Bộ. Đây là một khối biến chất có tuổi biến chất vào khoảng 30-36 Tr.n. được xác định bằng phương pháp U-Pb và Ar-Ar [3]. Sau đó, các đá biến chất này trồi lộ lên bề mặt. Giá trị tuổi thu được từ phương pháp vết phân hạch sẽ cho phép xác định được tuổi nguội lạnh. Kết hợp với các giá trị tuổi U-Pb và Ar-Ar đã công bố sẽ cho phép xác định được tốc độ trồi lộ của nó.

Hai mẫu được đo tuổi là các mẫu đã được phân tích tại phòng thí nghiệm khác ở Pháp; chúng tôi sử dụng mẫu này nhằm kiểm nghiệm độ chính xác của phép đo và khả năng thực hiện của hệ thống đo. Kết quả thu được sẽ được sử dụng để luận giải giá trị tuổi địa chất khu vực.

Việc đếm vết được thực hiện trên khoáng vật apatit với số lượng hạt và ký hiệu mẫu như sau: mẫu VN.9846 là 14 hạt và mẫu VN.9848 là 20 hạt. Các số liệu đo được đưa ra ở Bảng 1.

Trước tiên, có thể nói tuổi thu được từ hai mẫu tương ứng là 18±1 cho tới 22 ± 0,5 Tr.n.. So với các giá trị tuổi trước đã tính ta có thể khẳng định là kết quả đo tuổi trên hệ thống xác định tuổi vết phân hạch tại Khoa Địa chất khá gần với giá trị tuổi đã đo tại nước Pháp; sự khác biệt ở đây là sai số trong tính toán.

Về mặt địa chất thì giá trị tuổi này phản ánh tuổi nguội lạnh của đá biến chất, ghi nhận hoạt động kiến tạo Kainozoi ở khu vực này, trong đó có thể nói các pha tái hoạt động của đới cắt trượt Sông Hồng xẩy ra sau 36 Tr.n. chỉ là các pha biến dạng dòn, mà không phải là biến dạng dẻo.

Mặt khác, theo lý thuyết thì tuổi xác định được trên apatit bằng phương pháp vết phân hạch sẽ tương ứng với tuổi trồi nguội của khối đá biến chất. Như vậy, nếu tính đến nhiệt độ đóng của phương pháp này đối với khoáng vật apatit thì giá trị tuổi thu được tương ứng với giá trị tuổi ở nhiệt độ đóng là 120°C. Nếu lấy giá trị tuổi trung bình tương ứng với mức biến chất cao nhất, tức ứng với giá trị tuổi U-Pb trên zircon (nhiệt độ đóng là 700°C) là 36 Tr.n. [3] tại khu vực dãy Núi Con Voi, thì chúng ta có thể tính được tốc độ nguội lạnh hay tốc độ trồi lộ của đá biến chất trong khu vực này là khoảng 29°C / 1 Tr.n..

IV. KẾT LUẬN VÀ KIẾN NGHỊ

1. Tuổi thu được từ việc sử dụng thiết bị phân tích trên hai mẫu VN9846 và VN9848 cho phép khẳng định tuổi thu được tương ứng với giá trị tuổi đã xác định trên hệ thống xác định tuổi vết phân hạch khác. Các giá trị thu được đều cho giá trị trong khoảng 18-22 Tr.n..

2. Giá trị tuổi thu được kết hợp với giá trị tuổi khác đã công bố trong khu vực nghiên cứu còn cho phép luận giải giá trị địa chất, cho thấy đá biến chất trong đới cắt trượt Sông Hồng có tốc độ trồi nguội nhanh và không trải qua quá trình tái biến dạng dẻo nào.

3. Việc áp dụng phương pháp vết phân hạch cho phép có được thông tin rất có giá trị về lịch sử nhiệt của các đá. Tuy nhiên, khi áp dụng phương pháp này, đặc biệt là việc giải thích tuổi, cần phải tính đến điều kiện bền vững của vết hay nhiệt độ đóng của nó, tuổi các khoáng vật cùng tồn tại, các thông tin địa chất và việc lấy mẫu ... Ngoài ra, việc kết hợp với các phương pháp khác sẽ cho một bức tranh đầy đủ hơn về lịch sử nhiệt của các đá liên quan, vì nhiệt độ đóng của phương pháp này thấp nên nó thường mang lại lịch sử nhiệt giai đoạn cuối trong lịch sử tiến hoá của đá.

4. Đây là phương pháp cho phép xác định tuổi nhiệt độ thấp khá chính xác; nó cho phép xác định thời gian khoáng hoá của các đới nhiệt dịch, thời gian tiến hoá của các bể trầm tích, cũng như cho phép xác định tuổi và tốc độ trồi lộ của các đá biến chất hay các khối xâm nhập. Nhìn chung, kết quả có được từ phương pháp này có thể sử dụng nghiên cứu trong các lĩnh vực kiến tạo, biến chất, trầm tích luận, khoáng sản và môi trường thông qua xác định mức độ ô nhiễm phóng xạ urani trong các phòng thí nghiệm bằng kỹ thuật đetector ngoài như đã đặt vấn đề ở trên.

Lời cảm ơn: Bài báo được hoàn thành với sự hỗ trợ kinh phí từ đề tài QT-07-41 và đề tài nghiên cứu cơ bản mã số 7.045.06. Nhân đây, các tác giả cũng xin cảm ơn Mr. Mikle đã cung cấp mẫu phân tích.

VĂN LIỆU

1. Jaffrey A.H., Flynn K.F., Glendenin L.C., Bentley W.C. & Essling A.M., 1971. Precision measurements of half-lifes and specific activity of U-235 and U-238. Phys. Rev., 4 : 1989-1906.

2. Jager E., 1979. Introduction to geochronology. In: Lectures in Isotope geology, Jager, E. & Hunzicker, J. C. (eds). Springer-Verlag, Berlin, pp. 1-7.

3. Tapponnier P., Peltzer G., Le Dain A.Y., Armijo R., Cobbold P., 1982. Propagating extrusion tectonics in Asia: New insights from simple experiments with plasticine. Geology, 10 : 611-616.

4. Naeser C.W., 1969. Etching fission track in zircon. Science, 165 : 388.

5. Naeser C.W., 1978. Fission tracks dating. US. Geol. Surv. Open file Rept. 76:190.

Mẫu	Số hạt	ρs	Ns	ρI	Ni	Tuổi (Tr.n)
VN9846	14	0,335	176	3,258	1711	22±0,5
VN9848	20	0,282	287	3,280	3342	18±1